貳、研究目的及意義
3.2 地形分析
活動構造地形在地表留下的痕跡，乃內營力（地殼變動）與外營力（風化作 用、塊體崩壞、侵蝕作用、堆積作用）交互作用的結果。台灣位在環太平洋地震 帶上，地震頻繁，常伴隨斷層的活動，在地表留下變形痕跡，因此，我們可以地 形特徵的比對來判別岩層的分布、斷層的延伸位置與性質、同時由斷層是否切過 較新期的地形面來推估其活動性。
力軸的方向不斷發生改變，造成觀測與測量的困難。
3.2 地形分析
活動構造地形在地表留下的痕跡，乃內營力（地殼變動）與外營力（風化作 用、塊體崩壞、侵蝕作用、堆積作用）交互作用的結果。台灣位在環太平洋地震 帶上，地震頻繁，常伴隨斷層的活動，在地表留下變形痕跡，因此，我們可以地 形特徵的比對來判別岩層的分布、斷層的延伸位置與性質、同時由斷層是否切過 較新期的地形面來推估其活動性。
位，而中央地質調查所之台灣活動斷層說明書引用其中較完整的日本活動斷層研
為三角崖切面長度，D 為兩次斷層活動時間的間距。(a) L = 2D，(b) L = 8D。
3.2.2 河流地形分析
在地形演育過程中，河流下切侵蝕扮演著相當重要之角色。水系可以完整記 錄地形的演變歷史，藉由河流會隨地形發育而調整其坡度和集水面積的特性，本 研究針對中央山脈東緣的16條水系，進行萃取定量的河流參數，並導入水力基盤 侵蝕模型(Stream power bedrock incision model)，利用地形計測指標(Geomorphic Indexes)量化地形資訊，期能藉由水系分析，以了解中央山脈東緣的構造活動性。
假設河流處於均衡剖面(steady-state longitudinal profile)狀態之下，河流下切速 率(E)會與岩層抬升速率(U)達到平衡關係，兩者速率相同，使河流縱剖面的形貌維 持不變，最後達到一個新的均衡剖面。河流的侵蝕作用往往伴隨相對的地體抬升 回饋，因此陡峭的地形常常發生在岩層抬升相對快速的區域。本研究將選取定量 的河流參數導入地形計測指標 (Geomorphic Indexes)，並導入水力基盤侵蝕模型，
藉由河流會隨地形發育而調整其坡度與集水面積的特性，以了解研究區域地體抬 升資訊。
利用岩盤上升和地形侵蝕之間的相互作用(Howard et al., 1994)，將剪應力下切 模型結合在質量守恆的概念中，分析河流基岩高程的隨時間的變化(dz/dt)： 侵蝕模型(Stream power bedrock incision model)，利用地形計測指標(Geomorphic Indexes)量化地形資訊，期能藉由水系分析，以了解中央山脈東緣的構造活動性。
假設河流處於均衡剖面(steady-state longitudinal profile)狀態之下，河流下切速 率(E)會與岩層抬升速率(U)達到平衡關係，兩者速率相同，使河流縱剖面的形貌維 持不變，最後達到一個新的均衡剖面。河流的侵蝕作用往往伴隨相對的地體抬升 回饋，因此陡峭的地形常常發生在岩層抬升相對快速的區域。本研究將選取定量 的河流參數導入地形計測指標 (Geomorphic Indexes)，並導入水力基盤侵蝕模型，
藉由河流會隨地形發育而調整其坡度與集水面積的特性，以了解研究區域地體抬 升資訊。
利用岩盤上升和地形侵蝕之間的相互作用(Howard et al., 1994)，將剪應力下切 模型結合在質量守恆的概念中，分析河流基岩高程的隨時間的變化(dz/dt)：
𝑑𝑧
𝑑𝑡 = U − E = U − KAmSn
河道剖面達均衡穩定之狀態(steady-state landscape；dz/dt=0)，可求出穩定坡度(Se) 和氣候相關(Snyder et al., 2000；Kirby and Whipple, 2001；Duvall et al., 2004；Whipple, 2004)；m/n為河流平衡剖面的凹曲度指標(concavity index, θ)，當θ值越大代表河 流的凹曲度越大。一般而言，達到均衡之河流凹曲度指標介於0.35~0.6之間(Hack, 1957；Tarboton et al., 1991；Moglen and Bras, 1995)，在活動抬升區域，當岩層的 抬升速率發生改變，河流剖面的凹曲度也會有相當的變化，可反映不同的岩層抬 升率(Kirby and Whipple, 2001)，但因凹曲度尚會受到岩性、蜿蜒度、河道寬度及性 質之影響(Wobus et al., 2006a)，故於本文中，主要利用河流之陡峭度進行岩層抬升 率之探討。
河流地形從上游至下游的地形演育機制不同。下游的河段主要受到堆積 (Alluvial)作用影響，分析時應避免；而位於上游之河段集水面積區域較小，河道 主要受崩積(colluvial)作用影響，崩積作用造成河床高程之變化效應會大於地體抬 升效應(圖8)，因此利用水力基盤侵蝕模型時一般僅分析中間區段的基岩河道。河 流坡度-面積關係圖大致可分成5個部分(圖9，Sklar and Dietrich, 1998；Tarboton et al., 1991)，分別為山崩-崩積河道、土石流-崩積河道區、粗顆粒沖積層堆積區、細顆 粒沖積層堆積區，和基岩河道區。一般而言河段上游集水面積(A)到達約105~106平 方公尺時，河道性質會由崩積河道過渡至基岩河道(圖9，Tarboton et al., 1991；
Montgomery and Foufoula-Georgiou, 1993)，而當河道坡度-面積關係小於S=0.07A-0.5 時，河道性質會由基岩河道過渡至粗顆粒沖積層堆積區(Montgomery et al., 1996)。
本研究中基岩河道之選取範圍自上游集水面積大於105平方公尺，及河道坡度-面積 關係大於S=0.07A-0.5處。
研究資料使用5m數值高程模型，透過RiverTools3.0軟體進行河流資料萃取。
此 軟 體 採 用 最 大 坡 降 法(Deterministic eight-node, D8) 從 規 則 網 格中 產 生 水 系 (O’Callaghan and Mark, 1984）；在讀取DEM後會先對凹地進行填補(Fill Depression Layer，圖10)，並計算每個網格點與相鄰八個網格點的高程差、水流方向與累積流 量(如圖11)，當選取河流並給定門檻值後，軟體會自動匯出整個流域的水系分布和 河道剖面達均衡穩定之狀態(steady-state landscape；dz/dt=0)，可求出穩定坡度(Se) 和集水面積(A)之相關性： 和氣候相關(Snyder et al., 2000；Kirby and Whipple, 2001；Duvall et al., 2004；Whipple, 2004)；m/n為河流平衡剖面的凹曲度指標(concavity index, θ)，當θ值越大代表河 流的凹曲度越大。一般而言，達到均衡之河流凹曲度指標介於0.35~0.6之間(Hack, 1957；Tarboton et al., 1991；Moglen and Bras, 1995)，在活動抬升區域，當岩層的 抬升速率發生改變，河流剖面的凹曲度也會有相當的變化，可反映不同的岩層抬 升率(Kirby and Whipple, 2001)，但因凹曲度尚會受到岩性、蜿蜒度、河道寬度及性 質之影響(Wobus et al., 2006a)，故於本文中，主要利用河流之陡峭度進行岩層抬升 率之探討。
河流地形從上游至下游的地形演育機制不同。下游的河段主要受到堆積 (Alluvial)作用影響，分析時應避免；而位於上游之河段集水面積區域較小，河道 主要受崩積(colluvial)作用影響，崩積作用造成河床高程之變化效應會大於地體抬 升效應(圖8)，因此利用水力基盤侵蝕模型時一般僅分析中間區段的基岩河道。河 流坡度-面積關係圖大致可分成5個部分(圖9，Sklar and Dietrich, 1998；Tarboton et al., 1991)，分別為山崩-崩積河道、土石流-崩積河道區、粗顆粒沖積層堆積區、細顆 粒沖積層堆積區，和基岩河道區。一般而言河段上游集水面積(A)到達約105~106平 方公尺時，河道性質會由崩積河道過渡至基岩河道(圖9，Tarboton et al., 1991；
Montgomery and Foufoula-Georgiou, 1993)，而當河道坡度-面積關係小於S=0.07A-0.5 時，河道性質會由基岩河道過渡至粗顆粒沖積層堆積區(Montgomery et al., 1996)。
本研究中基岩河道之選取範圍自上游集水面積大於105平方公尺，及河道坡度-面積 關係大於S=0.07A-0.5處。
研究資料使用5m數值高程模型，透過RiverTools3.0軟體進行河流資料萃取。
此 軟 體 採 用 最 大 坡 降 法(Deterministic eight-node, D8) 從 規 則 網 格中 產 生 水 系 (O’Callaghan and Mark, 1984）；在讀取DEM後會先對凹地進行填補(Fill Depression Layer，圖10)，並計算每個網格點與相鄰八個網格點的高程差、水流方向與累積流 量(如圖11)，當選取河流並給定門檻值後，軟體會自動匯出整個流域的水系分布和
等。本研究分析工作藉由分析河流之凹曲度，計算各流域區域的相對構造抬升速 率。
圖8、河流河道區分示意圖。Xc 的上游為崩積河道，下游為基岩河道 (修改自 Whipple and Tucker, 1999)。
圖9、河流坡度-面積關係圖。5 種不同性質之河道分布範圍修改自 Sklar and Dietrich(1998)及 Tarboton et al(1991)。
等。本研究分析工作藉由分析河流之凹曲度，計算各流域區域的相對構造抬升速 率。
圖8、河流河道區分示意圖。Xc 的上游為崩積河道，下游為基岩河道 (修改自 Whipple and Tucker, 1999)。
圖9、河流坡度-面積關係圖。5 種不同性質之河道分布範圍修改自 Sklar and Dietrich(1998)及 Tarboton et al(1991)。
圖11、水流方線與累計流量示意圖 (修改自洪文傑，1996)。